• Le massif Armoricain
• Le Bassin Parisien
• Le Bassin Aquitain

Le Massif armoricain

Le Massif armoricain est un vaste territoire qui s’étend d’ouest en est, du Finistère à la Sarthe, et du nord au sud, de la Manche à la Vendée ainsi qu’aux Deux-Sèvres. En Pays de la Loire, il comprend la totalité de la Loire-Atlantique et de la Mayenne, la moitié est du Maine-et-Loire, le sud de la Vendée et l’ouest de la Sarthe.

Le Massif armoricain correspond à une ancienne chaîne de montagnes, mise en place à l’ère primaire (à l’époque « hercynienne »), aujourd’hui presque totalement érodée. Il est donc constitué d'un socle très ancien, dont les plus vieilles roches sont datées d’environ 2 milliards d'années et qui est presque exclusivement composé de roches primaires siliceuses d’origine éruptive ou plutonique (il existe toutefois localement des calcaires de l’ère primaire dans le bassin de Laval et en Anjou). Le Massif armoricain se trouve aujourd’hui isolé des autres régions hercyniennes d’Europe occidentale (dont la plus proche correspond au Massif central) par le dépôt de roches sédimentaires plus récentes, datant de l’ère secondaire, avec lesquelles il entre en contact à l’ouest (Bassin parisien) et au sud (Bassin aquitain) : ce caractère explique en partie la spécificité d’une flore « armoricaine ». Parmi la flore protégée des Pays de la Loire, 160 espèces sont présentes à l’intérieur du Massif armoricain dont 56 (soit 35 %) lui sont propres et ne se retrouvent pas ailleurs dans la région, que ce soit dans le Bassin aquitain ou dans le Bassin parisien.
		Asphodèle d'Arrondeau (Asphodelus arrondeaui Lloyd) (Photo : Pascal Lacroix-CBNB)

Le socle armoricain est constitué de roches magmatiques formées par éruptions volcaniques (roches volcaniques) ou par lente cristallisation de matériaux profonds (roches plutoniques). Ces roches ont été le siège d’importantes déformations tectoniques et se trouvent en contact avec des roches métamorphiques (telles que des schistes) provenant de la transformation en profondeur de roches sédimentaires anciennes, sous forte pression et à des températures élevées. L’ensemble forme un substrat riche en silice, ne renfermant que peu de bases (calcium, magnésium notamment) et ont donné naissance à des sols pauvres en éléments nutritifs et le plus souvent acides. Les caractéristiques géologiques du socle armoricain déterminent également une importante imperméabilité du substrat en profondeur et une circulation majoritairement en surface des eaux de précipitation.

La nature essentiellement siliceuse du soubassement armoricain s’oppose à la pénétration vers l’ouest et vers le nord de nombreuses espèces (surtout calcicoles) qui peuplent les bassins sédimentaires secondaires. Des enclaves de roches sédimentaires calcaires se retrouvent néanmoins de manière exceptionnelle à l’intérieur du Massif armoricain. Il s’agit soit de calcaires primaires appartenant à la série géologique armoricaine (lentilles calcaires le long de la vallée du Layon, en Maine-et-Loire, sur la bordure méridionale du val de Loire, depuis Ancenis (44) jusqu’à Beaulieu-sur-Layon (49), mais aussi en Mayenne dans le bassin de Laval), soit de petits bassins sédimentaires déposés par transgression marine partielle à l'ère secondaire et surtout au Tertiaire : bassins de Chantonnay (85), de Campbon (44), de Saffré (44), d’Arthon-en-Retz (44), des environs de Challans (85) ... Dans tous les cas, les lentilles calcaires sont une source importante de diversité pour la flore armoricaine en l’enrichissant de nombreuses espèces calcicoles qui peuvent ainsi ponctuellement franchir la limite armoricaine. La présence de plantes liées à des teneurs plus élevées en calcaire se retrouve aussi sur les côtes basses du littoral du Massif armoricain (dunes, marais littoraux) où s’accumulent des sédiments coquilliers riches en carbonate de calcium.

Comme témoins des majestueuses montagnes armoricaines vieilles de 250 millions d’années et érodées pendant 40 millions d’années, il ne reste en Pays de la Loire que quelques reliefs émoussés et peu élevés. Cependant, avec les collines de Normandie qui culminent à 417 m au Mont des Avaloirs, situé au nord-est de la Mayenne, la région possède le point le plus élevé du Massif armoricain. Celles-ci se prolongent en Sarthe avec les reliefs des Alpes mancelles, des Coëvrons, de la Charnie et du massif de Perseigne qui est un îlot armoricain de 340 m d’altitude, enclavé à l’intérieur du Bassin parisien. Les collines vendéennes qui parviennent plus modestement à 285 m (Mont Mercure) se rattachent également à ces vieux reliefs armoricains. Malgré une complexe structure géologique à caractère appalachien, le reste du territoire présente une topographie marquée par un important nivellement, avec de faibles accidents topographiques comme l’alignement du Sillon de Bretagne de Pontchâteau à Savenay et Nantes (44), qui est une zone broyée d’affrontement entre deux compartiments tectoniques du Massif armoricain. A l’inverse, une large dépression s’étend de Saint-Malo à Rennes et Angers, qui résulte d’un affaissement ancien du golfe normand-breton.

Le littoral sud-armoricain auquel se rattache le littoral de la région des Pays de la Loire se caractérise par un paysage équilibré entre les faciès sableux, rocheux ou vaseux en comparaison du littoral nord-armoricain où les côtes rocheuses sont dominantes et d’altitude plus élevée.

Le Bassin parisien

La moitié ouest du département du Maine-et-Loire et la Sarthe, à l’exception de la frange occidentale (armoricaine) de ce dernier département, relèvent d’un bassin sédimentaire très étendu : le Bassin parisien. Celui-ci arrive au contact du Massif armoricain par l’ouest et s’étend vers l’est jusqu’en Lorraine et en Bourgogne, vers le nord jusque dans l’Artois et en Champagne et vers le sud jusqu’au Berry et au Seuil du Poitou (qui le sépare du Bassin aquitain). En réalité, on peut dire que le Massif armoricain se prolonge sous l’Anjou et la Sarthe, car on trouve sous le manteau de terrains essentiellement secondaires, les racines abrasées par l’érosion des chaînes de montagnes hercyniennes qui s’étendaient autrefois sur de plus vastes surfaces que celles des portions actuellement affleurantes dans le Massif armoricain et le Massif central.

Le Bassin parisien est né au début de l’ère secondaire, avec l’invasion progressive d’une mer qui s’est avancée d’est en ouest, suite à un enfoncement du soubassement géologique qui s’est poursuivi jusqu’au Tertiaire. La mer est revenue plusieurs fois selon cette même direction au cours de deux grands cycles sédimentaires correspondant au Jurassique, puis au Crétacé, séparés par une période d’émersion. Ensuite, pendant la première partie de l’ère tertiaire, la Manche a envahi à plusieurs reprises le cœur du bassin, les marges restant pour l’essentiel soumises à un régime continental.

Il en résulte une organisation actuelle du Bassin parisien en auréoles concentriques, avec les terrains les plus récents au centre (Tertiaire), puis de plus en plus âgés au fur et à mesure qu’on s’en éloigne (Crétacé, Jurassique et en fin Trias). Cette série est particulièrement typique lorsque l’on part du centre du Bassin parisien vers l’est de la France. Elle est en revanche moins caractéristique lorsque l’on se dirige vers les marges sud-ouest, en particulier en Pays de la Loire, car notre région a connu une histoire géologique un peu différente en raison de son éloignement du centre de la cuvette parisienne.

La transgression triasique (au début de l’ére secondaire) semble ainsi avoir concerné de manière très tardive la région qui ne présente d’ailleurs aucun affleurement de cette époque. A la fin du Jurassique, la période d’émersion a été de plus longue durée à l’ouest du Bassin parisien qu’à l’est et a entraîné une érosion beaucoup plus active qui est arrivée à l’érosion complète du Jurassique supérieur en Anjou. Provenant de nouveau de l’est, la sédimentation marine n’est surtout parvenue dans la région qu’au Crétacé supérieur et le Crétacé inférieur manque complètement en Maine-et-Loire. Au total, la sédimentation à l’ère secondaire a été beaucoup moins active sur ce rebord du Bassin parisien qui n’affiche qu’une épaisseur de quelques centaines de mètres, alors qu’elle est puissante de près de 2000 m dans l’Orléanais. De la même façon, pendant la première partie du Tertiaire, la région est restée très longtemps à l’écart des transgressions marines depuis la Manche et a connu alors une nouvelle période d’érosion, responsables de dépôts continentaux détritiques à l’Eocène. En revanche, plus tard au Tertiaire (Miocène, puis Pliocène), la région s’est trouvée cette fois-ci aux avant-postes d’une transgression marine provenant de l’Atlantique, par l’ouest, suivant l’extension d’un golfe recouvrant l’actuelle basse Loire, dans lequel se sont déposés des faluns (calcaires meubles riches en débris coquilliers).

En Maine-et-Loire, les terrains du Cénomanien (sables, grès et argiles) et du Turonien (craie tuffeau) appartenant au Crétacé supérieur affleurent majoritairement, le Jurassique inférieur et moyen (marnes et calcaires) n’apparaissant que ponctuellement à la faveur de failles. En Sarthe, la série secondaire est plus complète et les terrains se succèdent du Jurassique inférieur au Crétacé supérieur de l’ouest vers l’est. Dans les deux départements, on observe au-dessus des terrains secondaires de nombreux placages écocènes en position de plateau (sud-est de la Sarthe, ouest du Maine-et-Loire). Les faluns miocènes n’affleurent que ponctuellement en Maine-et-Loire, à l’est de Baugé.

Les roches qui couvrent le Bassin parisien sont dominées par les roches calcaires qui ont en commun de contenir du carbonate de calcium et parfois du carbonate de magnésium, dont l’origine est le plus souvent chimique (précipitation calcaire en milieu marin sous forme de calcaires ou de marnes), mais qui peut être aussi parfois biotique (par exemple, tests calcaires d’organismes fossiles, comme dans les faluns). Du fait de la présence de ces carbonates qui sont des composés basiques, elles supportent des sols riches en éléments nutritifs, de pH neutre à alcalin, et sélectionne une flore dite « calcicole ».

Au total, les terrains du Bassin parisien accueillent en Pays de la Loire 86 plantes protégées, dont 19 (soit 22 %) lui sont propres. En fait, l’existence d’enclaves de calcaires primaires au sein du Massif armoricain, parvenant au contact du Bassin parisien en Maine-et-Loire dans la région du Layon, assure une zone de transition entre les deux ensembles géologiques et permet à un certain nombre de plantes calcicoles telles que l'hélianthème des Appenins (Helianthemum appeninum) ou la germandrée botryde (Teucrium botrys) (toutes les deux protégées dans la région), de s’avancer vers l’ouest au-delà de la limite armoricaine. La dissolution souterraine des terrains calcaires entraîne une importante perméabilité de ces roches. Effectivement, celles-ci absorbent en profondeur la plus grande partie des précipitations et donnent naissance à des sols généralement très drainants, à faible capacité de rétention en eau lorsqu’ils sont superficiels.

Hélianthème des Appenins (Helianthemum apenninum (L.) Mill.) (Photo : Hermann Guitton-CBNB)

Le Bassin aquitain

L’extrémité méridionale du département de la Vendée est caractérisée par les terrains calcaires du Bassin aquitain formés à partir de dépôts sédimentaires datant de l’ère secondaire. Plus vaste que le Massif armoricain, le Bassin aquitain s’étend jusqu’aux pieds des Pyrénées au sud et s’adosse aux contreforts du Massif central à l’ouest. Ce n’est donc qu’une étroite frange septentrionale qui déborde en Pays de la Loire. Sur le plan du relief, celle-ci apparaît en dépression par rapport au socle armoricain, dépression à l’intérieur de laquelle s’étend le Marais Poitevin, bordé au nord par la plaine calcaire de Fontenay-le-Comte.

Sur le socle ancien plissé, presque parfaitement nivelé par l’érosion, le Bassin aquitain a été marqué au cours de l’ère secondaire par deux grands épisodes de transgression marine, d’abord au Jurassique puis au Crétacé, avec une longue période d’émersion entre les deux. Au Jurassique, le retour de la mer a été progressif en Vendée aquitaine. Les premiers dépôts sédimentaires correspondent à des conditions lagunaires, avant de passer à une sédimentation franchement marine caractérisée par la formation en alternance de marnes et de calcaires, débordant peu vers le nord, sur le Massif armoricain (jusqu’à la hauteur des Sables-d’Olonne environ). La transgression marine au début du Crétacé supérieur a eu une extension plus importante vers le nord puisqu’elle a dû parvenir en Loire-Atlantique jusqu’au Sillon de Bretagne, mais il ne reste que très peu de traces de ces marnes et calcaires argileux car l’essentiel a été érodé.

Durant l’ère tertiaire et au Quaternaire, les incursions marines ont été beaucoup plus limitées à l’échelle du Bassin aquitain et la quasi totalité de la région est restée rattachée au domaine continental. Les dernières invasions marines ont été réduites et limitées à des golfes ouverts sur l’Atlantique, ce qui est le cas du Marais Poitevin qui correspondait alors au Golfe du Poitou. Durant le Quaternaire, les oscillations du niveau marin en relation avec les glaciations sont notamment responsables de la formation de bri, dépôt argileux qui constitue le soubassement du Marais Poitevin. Des pointements de calcaires plus ou moins résistants du Jurassique subsistent à l’affleurement au-dessus de la surface du marais remblayé par les argiles marines et forment des « îles calcaires» au milieu du Marais Poitevin.
		Silène de Thore (Silene vulgaris (Moench) Garcke subsp. thorei (Dufour) Chater & Walters) (Photo : Hermann Guitton-CBNB)

Le Marais Poitevin est classiquement divisé en deux territoires. Les terres les plus proches de la mer dont elles sont protégées par des digues forment le « marais desséché », qui est parcouru par un complexe système de levées et de canaux. Plus à l’est, la zone basse qui occupe le fond de l’ancien golfe, appelée « marais mouillé » est un lieu d’épandage des crues où l’humidité permanente, malgré les nombreux ouvrages destinés à évacuer l’eau, est à l’origine d’importants dépôts de tourbe.

Malgré la faible étendue en Pays de la Loire, du territoire aquitain, 80 plantes protégées y sont notées dont 16 lui sont propres (soit 20 %). Comme pour le Bassin parisien, il s’agit d’une flore globalement calcicole, qui pénètre également à l’intérieur du Massif armoricain, en particulier, à la faveur du bassin calcaire de Chantonnay, en Vendée.